王力偉 王寶善 葉秀薇 張云鵬 王小娜 呂作勇

1)中國地震局地球物理研究所，北京 100081 2)廣東省地震局，中國地震局地震監(jiān)測與減災技術(shù)重點實驗室，廣州 510070 3)廣東省地震局，廣東省地震預警與重大工程安全診斷重點實驗室，廣州 510070 4)中國科學技術(shù)大學，地球和空間科學學院，合肥 230026 5)中國科學技術(shù)大學，安徽蒙城地球物理國家野外科學觀測研究站，合肥 230026

0 引言

獲取高精度的震源位置是進行地震活動性分析(Xuetal.，2006)、震源參數(shù)研究(Xieetal.，2013)、深部構(gòu)造研究(Gotetal.，1994)、重復地震識別(Lietal.，2017)和地震成像的關(guān)鍵(Kisslingetal.，1995；Thurberetal.，2006)。地震絕對定位的精度與觀測臺網(wǎng)布局、到時拾取的數(shù)量和精度、定位算法以及速度模型等因素有關(guān)(Richardsetal.，2006)。其中，速度模型對定位結(jié)果的影響最大，選取不恰當?shù)乃俣饶Ｐ蜁苟ㄎ唤Y(jié)果出現(xiàn)顯著畸變和系統(tǒng)性偏差(Thurber，1992；Kisslingetal.，1994)。盡管目前已開始使用三維速度模型開展地震定位研究，但在常規(guī)定位程序，特別是對時效要求高的速報程序中，仍廣泛使用一維層狀模型來近似真實模型(Leeetal.，1975；Klein，2014)。此外，一維速度模型也被用于震源機制解反演(Xieetal.，2013；王小娜等，2019)、理論地震圖計算(Wang R Jetal.，2006)和地球動力學模擬(雷興林等，2013)等工作中，并作為二維、三維速度模型反演的初始模型(Zeltetal.，1992；Thurberetal.，2006；王小娜等，2014；葉秀薇等，2017)。因此，獲取更準確的一維速度模型是開展震源參數(shù)求解、速度結(jié)構(gòu)成像等研究的極為重要的基礎(chǔ)工作。

南海北部陸緣是海陸的過渡地帶，其特殊的構(gòu)造位置和地質(zhì)過程使得該區(qū)形成了獨特的洋陸過渡型地殼，陸域具有華南正常陸殼厚度和分層特征，海域卻具有拉張減薄型洋殼特征(Zhangetal.，2007；Xiaetal.，2010；Zhuetal.，2012)。而橫貫其間的濱海斷裂帶是華南正常陸殼和南海減薄型洋殼的分界斷裂(Xiaetal.，2010；曹敬賀等，2014)，也是該區(qū)的主體控震構(gòu)造(丁原章，1994；張虎男等，1994)。近年來，為得到高精度海陸過渡帶的速度結(jié)構(gòu)并更好地進行地震風險評估，在該區(qū)進行了很多海陸聯(lián)測實驗(Xiaetal.，2010；丘學林等，2012；Caietal.，2015；Liuetal.，2015)。2015年6月，在廣東省政府的支持下，廣東省地震局聯(lián)合中國科學院南海海洋研究所、中國地震局地球物理勘探中心在珠江口海陸過渡地區(qū)開展了大規(guī)模的海陸聯(lián)合三維人工地震探測實驗，采用海上氣槍和陸上炸藥震源相結(jié)合、陸域地震臺和海域OBS臺聯(lián)合接收的方式，獲得了大量高質(zhì)量的覆蓋海陸過渡帶的人工地震探測數(shù)據(jù)，使得計算該區(qū)更真實的地殼速度模型成為可能，先前的研究成果也陸續(xù)發(fā)表(Caoetal.，2018；Lüetal.，2018；熊成等，2018；Zhang Xetal.，2018；葉秀薇等，2020)。

珠江口位于特殊的構(gòu)造位置，且人口稠密、經(jīng)濟發(fā)達，但一直以來日常對該區(qū)內(nèi)發(fā)生的地震進行定位仍使用華南一維地殼模型(范玉蘭等，1990)，多年未對模型進行過更新。因此，本文利用珠江口三維人工地震探測數(shù)據(jù)，使用VELEST程序(Kisslingetal.，1994)分別反演了珠江口陸域和海域最小一維P波速度模型(走時殘差均方根最小)，以期進一步提高常規(guī)定位、速報等日常工作的定位精度。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

珠江口海陸過渡地區(qū)位于南海北部大陸邊緣，是華南塊體和南海北部塊體過渡地帶。受西太平洋板塊W向俯沖(Leietal.，2006)、印藏碰撞側(cè)向應(yīng)力傳遞(張國偉等，2013)及新生的海南地幔柱助推作用(Leietal.，2009；Zhang G Letal.，2018)的影響，該區(qū)經(jīng)歷了晚白堊世—漸新世期間的大陸裂解以及漸新世—中新世期間的南海擴張地質(zhì)共同作用，大陸地殼發(fā)生強烈拉張減薄(Gilderetal.，1996；姚伯初，1998；Wangetal.，2003；Zhangetal.，2007)，形成獨特的洋陸過渡型地殼(Zhangetal.，2007；Xiaetal.，2010；Zhuetal.，2012)，并發(fā)育一系列陸緣裂陷盆地和NE、NEE向拉張型斷裂(Hayesetal.，1995)(圖1)。新近紀以來，巖漿和火山活動多沿斷裂發(fā)生(Wangetal.，2003；Fanetal.，2017)。

圖1 珠江口海陸過渡地區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造與斷裂分布圖Fig.1 Faults and tectonic sketch map of the Pearl River Estuary transitional zone.棕色線條是區(qū)域活動斷裂：F1濱海斷裂帶；F2海豐-豐順斷裂；F3深圳-五華斷裂；F4紫金-博羅斷裂；F5河源-邵武斷裂；F6佛岡-豐良斷裂；F7清遠-安流斷裂；F8廣州-從化斷裂；F9瘦狗嶺-羅浮山斷裂；F10獅子洋斷裂；F11白坭-沙灣斷裂；F12蒼城-海陵斷裂；F13吳川-四會斷裂；F14西江斷裂(數(shù)據(jù)源自馬麗芳等，2002；梁干等，2013；Yao et al.，2013；唐曉音等，2014；葉青等，2017)。左下角圖中，紅色虛線為塊體邊界：BGB 北部灣盆地；QDN 瓊東南盆地；SFB 雙峰盆地； TXN 臺西南盆地；YSB 鶯歌海盆地；PRMB 珠江口盆地；PRD 珠江三角洲

大量研究表明，華南正常陸殼的厚度為30～32km，上、中、下3層結(jié)構(gòu)分層明顯(尹周勛等，1999；Zhangetal.，2007；鄧陽凡等，2011；Zhaoetal.，2013；Lüetal.，2018；Zhang Xetal.，2018)，沉積厚度較薄，且中地殼廣泛存在厚3～4km的低速層(趙明輝等，2006；方念喬等，2007)。而向S跨過NE向的濱海斷裂帶后(任鎮(zhèn)寰等，2008)，低速層尖滅(曹敬賀等，2014；Lüetal.，2018)，莫霍面突然抬升，地殼厚度減薄至24～26km(Xiaetal.，2010；Wanetal.，2017；熊成等，2018)，殼內(nèi)反射界面減弱，沉積厚度增至1.5～4.7km(Xiaetal.，2010；Caoetal.，2018)，且部分地區(qū)的下地殼出現(xiàn)高速體分布(Yanetal.，2001；Wanetal.，2017)。

濱海斷裂帶是華南正常陸殼和南海減薄型洋殼的分界斷裂(Xiaetal.，2010；曹敬賀等，2014)，也是該區(qū)的主體控震構(gòu)造(丁原章，1994；張虎男等，1994)。濱海斷裂帶南側(cè)為珠江口盆地坳陷區(qū)(圖1)，盆地主要由北部斷階帶、北部坳陷帶和中央隆起帶3個構(gòu)造單元組成(Caoetal.，2018)，盆地內(nèi)部新生代沉積厚度>5km(孫曉猛等，2014)，且發(fā)育張性正斷的NEE向斷裂和NW向共軛斷裂(丁原章，1994；陳漢宗等，2005)。濱海斷裂帶北側(cè)為珠江三角洲第四紀斷陷盆地(圖1)，盆地基底形成于晚白堊世華南陸緣裂解時，內(nèi)部沉積主要由河流相砂層、砂礫層和海相粉砂質(zhì)淤泥組成，主要為新近紀以來的沉積物，最厚達64m(張虎男等，1989；Yaoetal.，2013)。陸域斷裂以NE向為主，NW向次之，2組斷裂具有長期反復活動、南強北弱的特點，對該區(qū)沉積、巖漿和變質(zhì)作用等具有明顯的控制作用(張虎男等，1994；任鎮(zhèn)寰等，2009)。

2 數(shù)據(jù)和方法

2.1 2015年珠江口海陸聯(lián)合三維地震探測實驗

為研究珠江口海陸過渡地區(qū)三維地殼結(jié)構(gòu)，探明濱海斷裂帶的深部構(gòu)造特征及評估其強震風險，2015年6月，廣東省地震局聯(lián)合中國科學院南海海洋研究所、中國地震局地球物理勘探中心，采用海上氣槍和陸上爆破聯(lián)合激發(fā)，面狀臺陣和線狀加密測線海陸聯(lián)合接收的方法，得到了完整覆蓋珠江口海陸過渡帶的三維人工地震探測數(shù)據(jù)(圖2)。海上氣槍震源為4支BOLT 1500LL型長壽命氣槍，激發(fā)間隔為80s，間距約為200m，激發(fā)水深為10m，累計激發(fā)12i209炮，激發(fā)里程達2i300km。最終形成13條放炮測線，其中有NW向10條，長度約為150km(P01—P10)；NE向3條，長度約為230km(P11—P13)。海上成功回收29臺OBS，臺間距為15～20km，將P02、P08i2條測線加密至10km。陸上采用6個炸藥震源(表1)，陸上面狀臺陣共有153臺，臺間距為10～20km，其中，區(qū)域固定臺73臺，流動臺80臺。另外，跨陸域主要NE、NW向斷裂布設(shè)3條寬角反射折射剖面，以接收陸地炸藥激發(fā)信號，共計256臺，臺間距為2.5km，2條NW向測線長180km，1條NE向測線長260km。數(shù)據(jù)整體記錄良好，為之后的成像工作提供了良好的數(shù)據(jù)基礎(chǔ)。

圖2 2015年珠江口海陸聯(lián)測實驗觀測系統(tǒng)圖Fig.2 The observation system of the 2015i3-D onshore-offshore seismic experiment in the Pearl River Estuary.三角形是各種地震臺站，紅色五角星是陸上炸藥震源，海上紅色、綠色和藍色線條為不同航次的氣槍激發(fā)點，黑色箭頭為氣槍的激發(fā)方向；P01—P13為氣槍激發(fā)測線編號。棕色線條是區(qū)域活動斷裂，編號同圖1

表1 陸上人工爆破激發(fā)參數(shù)表Table1 The source parameters of dynamites in onshore areas

2.2 數(shù)據(jù)預處理和震相拾取

首先，本文按照張云鵬等(2017)的主動源數(shù)據(jù)庫構(gòu)建方法對探測數(shù)據(jù)進行了統(tǒng)一整理，使用近偏移距的初至波到時對陸上炸藥震源的激發(fā)時刻進行校正(表1)，使用直達水波到時對海上OBS的時鐘偏差進行校正。然后，基于人工震源激發(fā)的零時刻從數(shù)據(jù)庫中截取出事件波形，并根據(jù)氣槍和爆破觀測系統(tǒng)的特點，分別排列成共接收點道集和共炮點道集，每個接收臺站有13個氣槍激發(fā)記錄剖面(圖2，P01—P13)，每個炸藥震源有L1、L2、L3和面狀臺陣共4個炸藥激發(fā)記錄剖面。其次，使用SU軟件(Stockwelletal.，2008)對各個記錄剖面進行增益、均衡、濾波和折合等處理，氣槍信號的濾波范圍為2～9Hz，炸藥信號為2～10Hz，為突出殼內(nèi)震相，以6km/s進行折合。最后，使用ZPLOT程序(Zelt，1994)，手動拾取了各個地震記錄剖面中Pg、PmP等主要殼內(nèi)折射和反射震相。其中陸上地震計從垂直分量中拾取，海域OBS優(yōu)先從水聽器分量中拾取。

2.3 地震波場的走時特征

本文拾取了2i749個地震剖面的殼內(nèi)震相，主要拾取的震相為Pg和PmP，此外還有Pw、Ps、Pg2、P1P、P2P和Pn，依次描述如下：

Pw震相：直達水波，即氣槍信號經(jīng)海水傳播直接被OBS臺接收的信號，視速度為1.5km/s，在偏移距約2km內(nèi)為初至(圖3b—d)，可用來校正OBS沉放位置和內(nèi)部時鐘偏移(張莉等，2013)。

Ps震相：沉積層或蓋層的回折波，緊接Pw震相之后的初至波，視速度較低，為2.0～5.0km/s，追蹤距離<10km，且僅可在海域沉積較厚處的OBS臺拾取到(圖3c，d，f)。

Pg震相：上地殼內(nèi)部的折射波，能量強，初至清晰，在偏移距0～130km內(nèi)為可連續(xù)追蹤的初至震相，視速度為5.5～6.1km/s，向海側(cè)逐漸降低。其海域折合走時較陸域大，且折合走時向海域方向隨偏移距的增加而增大(圖3a—f)，反映從陸域到海域存在沉積增厚的現(xiàn)象(基底埋深變化幅度達3km)(Caoetal.，2018)。其他方向的Pg走時曲線較平坦(圖3g—j)，部分測線受山區(qū)和沉積盆地影響出現(xiàn)折合走時超前或滯后現(xiàn)象(圖3j—l)。在跨濱海斷裂帶的位置，由于斷裂帶內(nèi)沉積突然增厚且介質(zhì)破碎，折合走時均出現(xiàn)顯著的滯后現(xiàn)象(約0.6s)，然后恢復正常(圖3a—f)。

Pg2震相：下地殼內(nèi)部折射震相，出現(xiàn)在Pg震相之后，一般偏移距>130km，視速度較Pg大，約為6.2km/s，部分OBS臺能拾取(圖3a，e)。

P1P、P2P震相：上地殼底界面反射波和中地殼底界面反射波，能量較弱，連續(xù)性不好，是較弱的反射界面，偏移距為30～120km時可識別，僅可在陸域炸藥剖面信號中拾取到(圖3j—l)，海域OBS臺較難識別。

PmP震相：莫霍面反射波，是主要的反射震相，能量很強，且以多個波包的形式出現(xiàn)，在50～160km可連續(xù)追蹤，視速度為6.1～8.5km/s，隨偏移距的增加逐漸降低，走時曲線呈雙曲線形態(tài)，略有起伏(圖3a—l)。

Pn震相：上地幔頂部的折射波或莫霍面首波，偏移距為120～130km時與Pg、PmP相切，僅可在部分剖面中拾取到(圖3a)。

圖3 典型的地震記錄剖面圖Fig.3 Typical record sections of land dynamite sources and sea airgun sources.a—f 海域跨濱海斷裂帶的NW-SE向氣槍走時剖面；g—i 海域平行濱海斷裂帶的NE-SW向氣槍走時剖面； j—l 陸域炸藥震源走時剖面

2.4 最小一維P波速度模型

地震波觀測走時是震源參數(shù)和速度結(jié)構(gòu)的非線性函數(shù)(Thurber，1992；Kisslingetal.，1994)。Kissling等(1994)提出一種通過聯(lián)合反演震源參數(shù)、速度結(jié)構(gòu)以及臺站校正計算最小一維速度模型的方法。該方法采用阻尼最小二乘法進行迭代反演得到區(qū)域最小一維速度模型，模型中各層的速度代表以射線長度為權(quán)重對三維速度模型各層速度的加權(quán)平均結(jié)果，臺站校正項盡可能消除速度結(jié)構(gòu)的橫向差異，最終得到最接近真實模型的擬合走時殘差均方根值最小的一維速度模型。該方法已被廣泛應(yīng)用于一維速度模型研究中(Matrulloetal.，2013；王小娜等，2015)。

本文使用2015年珠江口實驗中的陸上6個炸藥震源和海上氣槍震源激發(fā)的初至P波走時數(shù)據(jù)，分別反演了珠江口海陸過渡地區(qū)陸域和海域的最小一維P波速度模型。圖4 展示了反演使用的射線分布和走時數(shù)據(jù)。本工作經(jīng)人工挑選數(shù)據(jù)，僅使用信噪比較高的記錄剖面的走時數(shù)據(jù)進行反演，其中包括陸域Pg震相1i004條、觀測臺站355個，海域Pg震相221i549條(含部分初至Pw波和Ps波)、觀測臺站76個，有效激發(fā)炮數(shù)10i153次。針對海域部分，為提高反演穩(wěn)定性，根據(jù)地震勘探的互易性原理將海上氣槍震源和觀測臺站進行了互換，以氣槍震源作為觀測臺站、OBS等觀測臺站作為地震震源，使用共接收點道集重新排列所有震相后，單個事件的震相數(shù)顯著增加(如氣槍單次激發(fā)，最多有48個臺站接收到，重新排列后，1個OBS臺站最多接收到6i284次氣槍信號)。

圖4 反演使用的初至波射線分布和時距曲線Fig.4 Travel time curve and raypath distribution of the first-arrival phases.a 陸域和海域的射線分布；b 陸域初至Pg波的時距曲線；c 海域初至波(Pw、Ps、Pg)的時距曲線

為進一步剔除不良觀測數(shù)據(jù)，本文對曹敬賀等(2014)反演的香港外海二維地殼速度模型取平均得到一維初始模型，使用VELEST程序，不考慮臺站和炮點校正，粗略反演了海域部分的最小一維速度模型(圖5)，得到理論走時，剔除與理論走時偏差>1.0s的走時數(shù)據(jù)，并保證單次氣槍激發(fā)的有效接收臺站數(shù)>4個，最終得到篩選后的Pg震相215i318條、氣槍激發(fā)點9i907個。為提高臺站校正結(jié)果的穩(wěn)定性，認為臺間距<2km的臺站具有相同的臺站校正量。

圖5 海域初至波走時數(shù)據(jù)及其篩選Fig.5 First arrival phases selected by travel time residuals in the offshore area.a 粗略反演的海域最小一維速度模型；b 灰色為海域不同偏移距的震相數(shù)目，白色為剔除的震相；c 灰色為單槍激發(fā)接收臺站數(shù)目的分布圖，白色為剔除的氣槍激發(fā)點；d 使用simul2000(Thurber，1983)統(tǒng)計的走時殘差隨偏移距的分布；e 走時殘差分布圖

使用足夠真實的初始模型，是將震源和速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演非線性問題線性化的關(guān)鍵(Thurber，1992；Kisslingetal.，1994，1995)。為避免陷入局部最小，本文使用不同速度和梯度的初始模型，經(jīng)多次計算逐步求得多值解空間中的全局最小解。圖6a和7a分別展示了陸域和海域嘗試反演的初始速度模型，其中5個模型來自已有的研究成果(范玉蘭等，1990；Laskeetal.，2013；曹敬賀等，2014；熊成等，2018；Lüetal.，2018；Zhang Xetal.，2018)。此外，本文設(shè)置了多個隨機初始模型，其深度范圍為-1～35km，初始速度為1.5～7.0km/s，速度間隔為0.5km/s，速度梯度為0.03～0.3km/s，梯度間隔為0.03km/s，速度隨深度逐層增加，并剔除深度40km處速度>9km/s的初始模型(圖6a，7a)。由于VELEST不能反演層厚，因此本文將深度<10km的層厚設(shè)為1km，其他設(shè)為2km。已有研究表明，華南大陸中地殼存在低速層，且向海域尖滅于濱海斷裂帶附近(趙明輝等，2006；方念喬等，2007；Lüetal.，2018；Zhang Xetal.，2018)，但為了增加反演的穩(wěn)定性，本文沒有設(shè)置低速層。

圖6 陸域最小一維P波速度模型的計算結(jié)果Fig.6 Minimum 1-D VP velocity model in the onshore area.a 灰色線條為不同起始速度和梯度的初始模型，深灰色線條為不同初始模型不考慮臺站校正的反演結(jié)果，黑色粗線是反演結(jié)果的平均。b 使用圖a反演得到的平均模型作為初始模型，不考慮臺站校正進行反演后，剔除走時殘差>0.16s的走時數(shù)據(jù)，然后考慮臺站校正反演得到的最小1D速度模型。c 灰色部分為不同偏移距的震相數(shù)目，白色部分為剔除的走時殘差>0.16s的數(shù)據(jù)。d 各次反演后的走時殘差分布圖。其中，灰色代表圖a中的平均模型；藍色代表使用圖a的平均模型作為初始模型， 不考慮臺站校正的反演結(jié)果；紅色代表最終考慮臺站校正的反演結(jié)果

反演工作分為3步進行：1)使用不同速度和梯度的初始速度模型，選擇偏移距<130km的初至波走時數(shù)據(jù)，不考慮臺站和炮點校正進行反演，并將VELEST反演結(jié)果的平均作為下一步反演的初始速度模型。設(shè)置最大迭代次數(shù)為100，每次迭代的速度變化量為0.2km/s，大部分反演經(jīng)12～20次迭代后結(jié)束。2)利用平均后的初始模型，不考慮臺站和炮點校正，再次反演求得更接近真實模型的一維速度模型，并剔除走時殘差過大的數(shù)據(jù)用于下一步反演(陸域0.16s，海域0.6s)。3)使用此前反演得到的一維速度模型作為新的初始模型，使用篩選后的走時數(shù)據(jù)，考慮臺站校正，分別反演得到陸域和海陸的最小一維P波速度模型和臺站校正結(jié)果。

3 最小一維P波速度模型

3.1 陸域模型

圖6 給出了陸域最小一維P波速度模型的反演結(jié)果。由于人工震源的激發(fā)位置和時間精確已知，因此，在反演中保持震源不變，僅反演速度結(jié)構(gòu)。由圖6a可見，各種初始模型反演結(jié)果總體收斂在已有研究結(jié)果的范圍內(nèi)，深度<16km，收斂較好，可能與相對均一的結(jié)構(gòu)及良好的射線分布有關(guān)。深度>16km的結(jié)果相對分散，分辨較差，與該深度范圍內(nèi)射線分布較差有關(guān)(圖6b中的虛線框)。將該步反演結(jié)果的平均作為下次反演的初始模型，經(jīng)8次迭代后，走時殘差的均方根值從0.15s降低至0.10s，下降了33.3%。之后，剔除走時殘差>0.16s的走時數(shù)據(jù)，震相數(shù)由1i004條變?yōu)?26條，并使用上一步反演的結(jié)果作為新的初始模型做進一步反演。為了反映速度結(jié)構(gòu)橫向差異的影響，同時計算了臺站校正。臺站校正的正、負空間分布不但能反映臺站下方淺部介質(zhì)的高、低速異常，且與地殼深部結(jié)構(gòu)也有一定的相關(guān)性(Matrulloetal.，2013)。此外，VELEST計算射線路徑時考慮了臺站高程的影響，因此也考慮了地形的影響。最終經(jīng)15次迭代后，走時殘差均方根值降低了30%，為0.07s(圖6d)。由圖6b可見，最終結(jié)果在數(shù)值上整體比華南一維速度模型偏低(范玉蘭等，1990)，比深地震測深得到的平均結(jié)果略高。深度4km以淺的速度變化較大，由4.28km/s變?yōu)?.97km/s；深度>4km時速度隨深度的增加逐漸增大，與Lü等(2018)使用L2測線反演的結(jié)果最接近。由于本文沒有設(shè)置低速層，故已有研究顯示的16～20km之間的低速層在模型中沒有顯示(Zhangetal.，2007；曹敬賀等，2014；Lüetal.，2018；Zhang Xetal.，2018)。

3.2 海域模型

圖7 給出了海域最小一維P波速度模型的反演結(jié)果，反演思路與陸域相同。從圖7a可見，雖然基于隨機設(shè)置的初始模型反演的結(jié)果在深度<15km時較發(fā)散，但總體收斂于已有研究結(jié)果的范圍內(nèi)，之所以出現(xiàn)相對分散的反演結(jié)果主要是由于該海域為華南正常陸殼到南海洋殼的過渡地帶(Xiaetal.，2010；曹敬賀等，2014)，沉積厚度由陸側(cè)的0km增厚到海側(cè)的3km(Caoetal.，2018；熊成等，2018)，且寬度為20～45km、具有強烈低速異常的NE向濱海斷裂帶從該區(qū)穿過(曹敬賀等，2014；Caoetal.，2018)。相對陸域部分，海域上地殼具有較強的橫向非均一性，也增強了初始模型對結(jié)果的影響(Thurber，1992；Kisslingetal.，1994)。深度>15km的結(jié)果較分散，是由于深部射線數(shù)目及交叉不佳，模型分辨較差(圖7b中的虛線框)。將該步反演結(jié)果的平均作為新的初始模型，經(jīng)7次迭代，走時殘差均方根值從0.41s降低至0.28s，下降了31.7%。進一步剔除走時殘差>0.6s的數(shù)據(jù)，震相數(shù)由215i318條減少為202i539條，并使用上步反演的結(jié)果作為新的初始模型再次進行反演，同時也對地形和臺站校正進行計算，經(jīng)6次迭代后，走時殘差均方根值降低至0.21s，下降了25%。由圖7b可見，海域速度值整體比華南一維模型低，在深度6km以淺，速度隨深度的增加變化較大，由2.11km/s增加至6.03km/s；深度>6km后，速度隨深度的增加逐漸增大，最接近熊成等(2018)利用P02測線反演得到的結(jié)果。

圖7 海域最小一維P波速度模型的計算結(jié)果Fig.7 Minimum 1-D VP velocity model in the offshore area.a 灰色線條為不同起始速度和梯度的初始模型，深灰色線條為不同初始模型不考慮臺站校正的反演結(jié)果，黑色粗線是反演結(jié)果的平均；b 使用圖a反演得到的平均模型作為初始模型，不考慮臺站校正進行反演后，剔除走時殘差>0.6s的走時數(shù)據(jù)，然后考慮臺站校正反演得到的最小1D速度模型；c 灰色部分為不同偏移距的震相數(shù)目，白色部分為剔除的走時殘差>0.16s的數(shù)據(jù)；d 各次反演后的走時殘差分布圖。其中，灰色代表圖a中的平均模型；藍色代表使用圖a的平均模型作為初始模型， 不考慮臺站校正的反演結(jié)果；紅色代表最終考慮臺站校正的反演結(jié)果

3.3 研究區(qū)最小一維P波速度模型

表2給出了本文反演得到的研究區(qū)最小一維P波速度模型。從表中可見，深度6km以淺，二者差異較大，陸域P波速度為5.22～5.99km/s，海域波速較陸域明顯偏低，為2.11～6.03km/s，這主要是由于海域的沉積層較厚、波速較低所致(Caoetal.，2018)。6～15km深度范圍內(nèi)，二者波速相當，陸域比海域稍低，可能與華南地區(qū)普遍發(fā)育的厚3～4km的中地殼低速層有關(guān)(Zhangetal.，2007)。深度>15km后，海域的P波速度大于陸域，可能與海域莫霍面抬升、地殼拉張減薄(Xiaetal.，2010；Wanetal.，2017)、因鐵鎂質(zhì)巖漿低侵產(chǎn)生的厚2～3km的下地殼高速體等因素有關(guān)(Yanetal.，2001；Wang T Ketal.，2006)。

表2 陸域和海域最小一維P波速度模型Table2 Minimum 1-D VP velocity model in onshore and offshore area

4 討論

4.1 臺站校正

我們在最后一次反演時同時計算了臺站校正結(jié)果。臺站校正能反映臺站下方淺層介質(zhì)的橫向不均一性對反演結(jié)果的影響。臺站校正為正值，說明P波到時較晚，臺站下方的介質(zhì)呈現(xiàn)低速異常；反之，則說明P波到時較早，臺站下方介質(zhì)呈現(xiàn)高速異常。圖8 分別給出了陸域和海域臺站校正量的空間分布。由于F01臺位于陸域臺陣的中心位置，且臺基為基巖，觀測環(huán)境安靜，到時拾取清晰，故將其作為陸域的參考臺。由于5366臺(實際為5366氣槍激發(fā)點)位于海域中心，且激發(fā)效果較好，故將其作為海域參考臺。設(shè)參考臺的臺站校正量為0s，射線追蹤計算時考慮震源和臺站高程影響(陸域臺站的高程范圍為-15～635m，海域為-84～350m)，且認為海域中距離2km內(nèi)的臺站具有相同的臺站校正值。

圖8 陸域和海域臺站校正值的空間分布圖Fig.8 Spatial distribution of station corrections in onshore and offshore area.a 陸域臺站校正結(jié)果，以F01臺為參考臺，臺站校正量為0s，三角形為流動和固定地震臺，圓點組成的測線為3條深地震測深加密測線，顏色代表臺站校正量的大?。杭t色為正，P波到時較晚；藍色為負，P波到時較早；底圖為數(shù)字高程數(shù)據(jù)。b 為海域臺站校正結(jié)果，以5366臺為參考臺，底圖為沉積基底埋深(Cao et al.，2018)

由圖8a和圖1 可見，陸域臺站校正量空間分布與地形和地質(zhì)構(gòu)造有較好的相關(guān)性，臺站校正量為正的臺站多分布在珠江三角洲斷陷沉積盆地內(nèi)，如三水、東莞、順德、中山和新會等。盆地內(nèi)的地層以河流相砂層、砂礫層和海相粉砂質(zhì)淤泥為主，故波速較低。燕山期花崗巖、震旦系變質(zhì)砂巖和泥盆系灰?guī)r等基巖出露地區(qū)的介質(zhì)波速較高，故臺站校正多為負值。由圖8b和圖1 可見，海域部分的淺層介質(zhì)具有較強的橫向差異，故臺站校正值整體比陸域大80%。臺站校正值的空間分布與海上反射地震反演的沉積基底埋深(Caoetal.，2018)具有較好的空間相關(guān)性，即：沉積較厚的位置(珠江口盆地內(nèi))臺站校正值為正，P波到時較晚，地下介質(zhì)呈現(xiàn)低速；而沉積較薄的位置則相反。臺站校正值為負的臺站均分布在濱海斷裂帶北側(cè)，且其空間分布明顯受NE向濱海斷裂帶的控制。向S跨入珠江口盆地北部斷階帶后，臺站校正值逐漸增加，且以正值為主，斷階帶內(nèi)臺站校正值的空間分布與沉積厚度的相關(guān)性較好。進入中央坳陷帶后，臺站校正值全部為正值。其中，恩平凹陷、西江凹陷和惠州凹陷內(nèi)的臺站校正值較高，而恩西低凸起和惠西低凸起內(nèi)的部分臺站校正值相對較低。

4.2 華南模型和新模型對區(qū)域地震定位的殘差分析

為進一步驗證模型的可靠性，使用本文獲得的一維模型對該區(qū)地震進行了重新定位，并與華南一維模型(范玉蘭等，1990)的結(jié)果進行比較。觀測報告來自廣東省數(shù)字地震臺網(wǎng)，時間為2007年6月—2020年1月，震級范圍為ML0.0～4.1。剔除震中距>120km的觀測數(shù)據(jù)，最終得到的數(shù)據(jù)中陸域有58個臺站，425個地震，3i168個P波震相，3i509個S波震相；海域有15個臺站，234個地震，1i069個P波震相，1i130個S波震相。首先，利用改進的和達法(Matrulloetal.，2013)得到陸域和海域的平均波速比分別為1.683(確定系數(shù)R2為0.997，擬合標準差為0.525)和1.685(確定系數(shù)R2為0.997，擬合標準差為0.555)。然后，使用新一維P波速度模型和擬合的平均波速比推出區(qū)域S波速度結(jié)構(gòu)，再使用simul2000程序，保持速度結(jié)構(gòu)固定，分別對陸域和海域的地震進行了重新定位。

由圖9 可見，與華南一維模型相比，新的模型走時殘差更小，且更集中于0s附近。陸域P波的走時殘差RMS值由0.31s降低至0.24s，降低了22.6%，S波走時殘差RMS值由0.33s降低至0.26s，降低了21.2%；海域P波走時殘差RMS值由0.35s降低至0.26s，降低了25.7%，S波走時殘差RMS值由0.32s降低至0.27s，降低了15.6%。新模型震中距較大的震相走時殘差相對較大，可能是由于反演主要使用的Pg震相的穿透深度不足，深部結(jié)構(gòu)的分辨沒有淺部好，也可能是由于觀測臺站較少且方位角覆蓋不好或初始震中有較大誤差所致。但由于該區(qū)的地震多為15km以淺的淺源地震(圖9b，c)，總體而言新模型對區(qū)域地震定位效果更好，走時殘差更小。

圖9 基于新、舊模型的地震重定位結(jié)果Fig.9 Earthquake relocation results using 1-D velocity model in this study and South China 1-D velocity model.a 地震震中分布圖，陸域部分剔除了新豐江水庫地震，灰色圓點為觀測報告中的震中位置，黑色三角形為地震臺站；b 陸域地震深度剖面；c 海域地震深度剖面。d—k分別為利用本文模型和華南一維模型重定位后的地震P和S震相走時殘差分布圖

5 結(jié)論

本文利用2015年珠江口海陸過渡帶三維人工深地震探測數(shù)據(jù)，使用VELEST程序分別反演了南海北部陸緣珠江口地區(qū)陸域和海域的最小一維P波速度模型和臺站校正結(jié)果，并結(jié)合人工地震和天然地震的走時殘差以及臺站校正值的分布特征分析了新模型的可靠性。主要結(jié)論如下：

(1)新模型對人工地震走時擬合精度較高，迭代反演后，陸域走時殘差均方根值為0.07s，海域為0.21s。陸域和海域一維模型相比，在深度6km以淺，陸域的P波速度為5.22～5.99km/s，海域的P波速度較陸域明顯偏低，為2.11～6.03km/s；在6～15km深度范圍內(nèi)二者波速相當，陸域比海域稍低；深度>15km后，海域P波速度大于陸域。

(2)臺站校正結(jié)果的空間分布與區(qū)域地形和地質(zhì)構(gòu)造有較好的相關(guān)性。陸域珠江三角洲沉積盆地因淺層沉積波速較低，臺站校正多為正值。而花崗巖、變質(zhì)砂巖等基巖出露地區(qū)則因介質(zhì)波速較高，臺站校正多為負值。海域臺站校正與沉積厚度相關(guān)性較好，并受NE向濱海斷裂帶控制。濱海斷裂帶北側(cè)因沉積較薄，臺站校正多為負值；濱海斷裂帶南側(cè)的珠江口盆地因沉積顯著增厚，臺站校正均為正值，且與盆地內(nèi)的凹陷和凸起有較好的相關(guān)性。

(3)新模型的地震定位精度優(yōu)于華南一維模型。與華南一維模型相比，重定位后的地震走時殘差下降幅度較大，陸域P波降低了22.6%，S波降低了21.2%；海域P波降低了25.7%，S波降低了15.6%。新模型對區(qū)域地震定位效果更好。

本文獲得的珠江口陸域和海域最小一維P波速度模型可為區(qū)域地震定位、震源參數(shù)和三維速度成像等研究提供重要基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。

致謝廣東省地震局、中國科學院南海海洋研究所、中國地震局地球物理勘探中心和 “海調(diào)6號”全體船員參加了野外觀測工作；中國地震科學臺陣提供了部分流動觀測設(shè)備；南海所夏少紅研究員對OBS數(shù)據(jù)處理提供了指導；審稿專家為本文提出了寶貴的修改意見；文中圖件采用GMT(Wesseletal.，2013)繪制。在此一并表示感謝!